Лекция Пегматитовый процесс 1 страница

«Пегматиты самые своеобразные и противоречивые, самые сложные и потому интересные образованиями среди горных пород» (Ф. Гесс, 1933 г.).

Они широко распространены на земном шаре и имеют большое практическое значение, являясь источником многих полезных ископаемых: керамического сырья (ПШ и кварц), электроизоляционного материала (слюда), оптического сырья (флюорит), драгоценных и цветных камней (разновидности турмалина, берилла, кунцит, топаз, горный хрусталь) и разнообразного стратегического сырья (Be, Li, Th, U, Cs, Zr).

В начале пегматитом называли жильную породу — письмен­ный или графический гранит (пегматит в узком смысле слова). Слово «пегма» в переводе с греческого означает «крепкая связь» (полевого шпата и кварца). В дальнейшем выяснилось, что ми­неральный состав и строение пегматитов могут быть очень раз­нообразными, что объясняется сложностью и многостадийностью пегматитового процесса (пегматиты в широком смысле слова). В связи с этим многими учеными, изучавшими пегматиты, высказывались разные точки зрения на их генезис. Наибольший вклад в изучение пегматитов сделал академик А. Е. Ферсман, посвятивший им более 30 лет работы и написавший классиче­скую монографию «Пегматиты». Он считал пегматиты про­дуктами конечной кристаллизации остаточного магматического (пегматитового) расплава.

Условия и способы образования минералов при пегматитовом процессе

Несмотря на различные точки зрения образования пегматитов все исследователи признают следующие особенности пегматитов:

1. В образовании пегматитов принимают участие большое число летучих и редких элементов, накапливающихся в результате кристаллизационной дифференциации магматического расплава. Это относится ко многим летучим соединениям, прежде всего к Н₂О, HF, HCl, B₂O₃, CO₂, CH₄ и многим редким элементам, Ri которых и некоторые кристаллоохимические свойства не позволили им войти в виде изоморфных примесей в минералы собственно магмати­ческого процесса.

Например, Ве (Ri - 0,34 A), Li (Ri - 0,68 A), Nb и Ta - (Ri - 0,66 А) и Na (Ri - 0,98 A), K - (Ri - 1,33 А), что не позволило редким войти в полевые шпаты.

2. Пегматиты известны почти во всех типах изверженных горных пород (основных, средних, щелочных, кислых), но наиболее развиты пегматиты, связанные с гранитными и щелочными породами.

3. Пегматиты, как правило, не встречаются в виде одиночных тел, а группируются в определенные поля, простирающиеся на десятки км и приуроченные к региональным геологическим структурам. Размеры отдельных пегматитовых тел широко варьируют: длина от сантиметров до первых километров, мощность до десятков метров. Формы тел разнообразные: овальные, линзовидные, трубчатые, неправильные по форме инъекции и т.д.

4. Для пегматитовых тел характерна тенденция к проявлению зональности во внутреннем строении с обособлением в их центральных частях мономинеральных «ядер». «Ядра» сложены тем минералом, который последним кристаллизуется в интрузивных материнских породах. Например в гранитных пегматитах - кварц, в нефелиновых (миаскитовых) - нефелин.

5. Для пегматитов характерны специфические структуры, которые не встречаются в других образованиях:

а) графическая (письменная или собственно пегматитовая);

б) блоковая (неправильные формы и большие размеры мономинеральных обособлений кпш, альбита, кварца и др. минералов. Блоки микроклина известны до 20 м).

в) пегматоидная - характерна для кварц - микроклиновых, кварц - олигоклазовых зон. Размер выделений минералов 2-20 см. Является переходной между графической и блоковой.

Для пегматитов характерно наличие пустот - занорышей, стенки которых выполнены кристаллами.

На основании этих свойств пегматитам можно дать следующее определение:

Это специфическая группа пород, состав которых близок составу поздних дифференциатов магматических комплексов, им присуще неоднородное строение с тенденцией к проявлению зональности и развитию специфических структур минеральных агрегатов. Они формируются в условиях умеренных и значительных глубин в широком температурном диапазоне, отвечающем концу магматического - началу гидротермального процесса при высокой активности летучих и подвижных компонентов. Температура регулирует ход пегматитового процесса, который происходит в условиях ее падения:

от 700 до 600^оС - эпимагматический этап.

от 600 до 400^оС - пневматолитовый этап

ниже 400^оС - гидротермальный этап

Давление - важнейший физико-химический фактор. При этом внешнее давление за счет вышележащих пород должно быть больше внутреннего давления летучих компонентов, находящихся в магме в растворенном состоянии. В этом случае летучие удерживаются в магматическом остатке и обусловливают нормальное развитие пегматитового процесса. По экспериментальным данным Б.М. Шмакина в начале процесса давление могло достигать 800-500 МПа, снижаясь к концу до 200-120 МПа.

В учении о пегматитах сложилось 3 различные школы:

1. Схема развития пегматитового процесса на примере гранитной магмы, разработана А.Е. Ферсманом и многочисленными последователями и наиболее популярна. Сторонники 1-ой школы считают, что пегматиты возникают вследствие кристаллизации остаточного силикатного расплава-раствора, обогащенного газообразными летучими компонентами. Вначале кристаллизация происходит без взаимодействия с окружающей средой (в условиях закрытой системы). Остаточный расплав кристаллизуется в соответствии с дифференциацией, начиная с более плотных Fe-Mg и Са-Mg минералов, сдвигаясь к более легким. Эта часть с более легкими минералами дает эвтетику (расплав 2-х или 3-х минералов, кристаллизация которых идет одновременно при самой низкой температуре, возможной для этих смесей, для гранитных - 75% ПШ + 25% SiO ₂). То есть при снижении температуры идет кристаллизация, наряду с жидкой фазой появляется твердая. В начале выделяются избыточные компоненты не входящие в эвтетику - биотит, ПШ, апатит. Это еще магматическая стадия (протокристаллизация). Выпадение эвтектики (КПШ + кварц) соответствует началу пегматитовой стадии (образование письменных гранитов).

А.Е. Ферсман выделил 5 этапов процесса: магматический, эпимагматический, пневматолитовый, гидротермальный и гипергенный, которые в свою очередь подразделил на 11 геофаз (стадий), обозначаемых буквами.

Схема развития пегматитового процесса гранитной магмы, по А. Е. Ферсману. Образование пегматитов является сложным процессом, происходящим в изменяющихся физико-химических условиях при постепенном охлаждении остаточного расплава. Соответственно изменениям условий кристаллизации меняются и парагенетические ассоциа­ции образующихся минералов. А. Е. Ферсман различает пять этапов процесса: магматический, эпимагматический, пневматолитовый, гидротермальный и гипергенный, которые в свою оче­редь подразделяет на ряд отдельных геофаз (стадий), обозна­ченных им буквами А—L (табл. 2).

Магматический этап — геофаза А (900—800 °С) магматическая, завершение кристаллизации гранита с турмалиновыми солнцами.

Эпимагматшеский этап — кристаллизация из остаточного расплава (три фазы: твердая, жидкая и газообразная).

Геофаза В (800—700 °С), собственно эпимагматическая — аплитовидная порода с зернами альмандина и магнетита.

Геофаза С (700—600 °С), собственно пегматитовая — пегматит с письменной структурой.

Точка Q, верхняя критическая — переход α-кварца в (d-кварц, смена биотита мусковитом.

Пневматолитовый этап — кристаллизация из флюидного (газожидкого) раствора (две фазы: твердая и флюидная).

Геофазы D—Е (600—500 °С), пегматоидные — кварц-полевошпатовый пегматит с пегматоидной (блоковой) структурой и пустотами; характерно развитие шерла, мусковита, топаза и берилла.

Геофазы F—G (500—400 °С), надкритические — широкое развитие альбита, мусковита, минералов лития и других редких металлов.

Точка Р, нижняя критическая, соответствует критической точке воды — развитие зеленых гидрослюдок.

Гидротермальный этап — кристаллизация из гидротермального раствора (три фазы: твердая, жидкая и газообразная).

Геофазы Н—/—К (400—50 °С), гидротермальные — образуются зеленые слюдки, флюорит, карбонаты, сульфиды, цео­литы.

Гипергенный этап. Геофаза L (50—0 °С), гипергенная — образуются каолинит, кальцит, халцедон и другие гипергенные минералы.

Кристаллизацию магматического расплава А. Е. Ферсман представлял себе в соответствии с физико-химической диаграммой двухкомпонентной системы, состоящей из труднолетучего силиката (В) и легколетучей воды (Л), предложенной П. Ниггли (рис. 21). В левой части ее показано соотношение труднолетучего и легколетучего компонентов по мере охлаждения системы, в правой — изображена кривая упругости пара в системе, по­степенно нарастающей на пегматитовом этапе и снижающейся к концу гидротермального этапа.

Таким образом, формирование пегматитов происходило, по его мнению, из насыщенного летучими компонентами остаточного магматического расплава, представляющего собой относительно закрытую систему, при неограниченной растворимости воды в силикатном расплаве.

Рис. 21. Диаграмма температуры и состава (слева) и температуры и давления (справа) для системы летучего А и нелетучего В (по П. Ниггли)

Развивая теорию образования пегматитов А. Е. Ферсмана, К. А. Власов выделил следующие пять текстурно-парагенетических типов гранитных пегматитов: 1) равномернозернистый или графический пегматит, состоящий преимущественно из кварца и полевого шпата; 2) блоковый — из микроклиновых блоков, окаймлённых зонами с письменной структурой; 3) полнодифференцированный с развитием осевой кварцевой зоны, микроклиновой и письменной зон; 4) редкометального замещения — кроме упомянутых зон развиваются агрегаты альбита, слюд и редкометальңых минералов; 5) альбито-сподуменовые пегматиты, представляющие высшую форму дифференциации гранитных пегматитов. В соответствии с этими типами К. А. Власов выделяет четыре стадии формирования гранитных пегматитов: 1) кристаллизация магматически-флюидной системы (гранит, письменный пегматит); 2) кристаллизация флюидно-газообразной системы(блоковые полевые шпаты); 3) кристаллизация флюидно-гидротермальной системы (блоковый кварц); 4) стадия гидротермальная (развитие процессов замещения).

Учитывая ограниченную растворимость воды в силикатном расплаве, К. А. Власов считает, что пегматиты образовались из расплавов-растворов, представляющих собой магму со свободными газами, находящимися в ней в виде обособившихся пузырьков.

К.А. Власов выделяет 4 стадии формирования гранитных пегматитов:

1. Пегматитовая стадия - t = 700-600⁰С - выпадение эвтектики, - письменный гранит.

2. Пегматоидная стадия - t = 600-500^оС- кристаллизация флюидногазообразной 3-х фазной системы. Ранее выпавшие минералы реагируют с газовой фазовофлюидной фазой, идет метасоматическое замещение с образованием крупнокристаллических, гигантозернистых структур: микроклин, мусковит, альбит, берилл, шерл, топаз, кварц.

3. Надкритическая стадия t = 500-400^оС, с понижением температуры создаются условия перехода газовой фазы в жидкую, интенсивное развитие метасоматоза. Минералы - кварц, ПШ, жильбертит (мусковит), рубеллит, ред­кометальные минералы Li, Ce, Ве (сподумен, лепидолит,.).

4. Гидротермальная стадия t = 400-50 ^оС, жидкая фаза, расплава нет - карбонаты, цеолиты, сульфиды, возможна редкометальная минерализация.

Выделенные стадии обусловлены падением температуры, с этим же связано зональное строение пегматитов. Зональность не всегда проявляется четко и полностью, при интенсивных метасоматических процессах зоны затушевываются.

Рассмотрим пример зональности гранитных пегматитов рис. 3.10

Кварц-полевошпатовая аплитовая

оболочка (зона закаливания)

Кварц-полевошпатовая эвтектоидная

оболочка (письменный гранит)

Лепидолит-турмалиновая

метасоматическая зона пегматитов

Кварцевое ядроКварцевое ядро

Рис. 3.10 Зональность гранитных пегматитов

1 зона - мелкозернистая Q-ПШ аплитовая оболочка (зона закаливания),

2 зона - эвтектоидная зона Q-ПШ крупного письменного гранита,

3 зона - метасоматическая с пегматитовыми минералами (турмалин, лепидолит, сподумен),

4 зона - кварцевое ядро

Сторонники 1 школы - магматической теории пегматитов выделяют пегматиты чистой линии, в которых явления ассимиляции отсутствуют или незначительные (они располагаются в материнской интрузии) и пегматиты линии скрещения, образующиеся при интенсивном взаимодействии исходного расплава-раствора с вмещающими породами, их ассимиляции.

Так, при внедрении гранитного расплава в ультраосновные породы обра­зуются жильные тела со специфическими минералами, например, плагиокла­зом, флогопитом, изумрудом (Cr из ультраосновных пород).

Сторонники 2-ой школы, к которым можно отнести А.Н. Заварицкого, В.Н. Лодочникова, В.Д Никитина подвергли критике теорию пегматитов А.Е. Ферсмана. А.Н. Заварицкий отрицал существование остаточных пегматитовых расплавов. Он считает, что пегматиты могут образоваться из любой породы при перекристаллизации ее под действием газового раствора, отделившегося при кристаллизации магмы. Состав этого раствора насыщен компонентами магмы (находится в химическом равновесии с минералами магмы), в даль­нейшем за счет диффузии раствора через породы состав его меняется, он пере­стает быть химически равновесным с перекристаллизованными минералами пегматита и начинаются реакции замещения с образованием метасоматических минералов, в том числе рудных, при этом система становится открытой.

3. Сторонники 3-ей школы рассматривают пегматиты как метаморфо генные образования, возникающие при процессах ультраметаморфизма и метаморфической дифференциации (при гранитизации вмещающих толщ). Эта точка зрения развивается исследователями, изучающими до Cm пегматиты на древних щитах и платформах. Представители - Н.Г. Судовиков, Ю.М. Соко­лов.

В 1960 г. А.И. Гинзбург и Г.Г. Родионов впервые показали, что пегматиты могут возникать в весьма широком диапазоне термодинамических условий, определяемых, в первую очередь глубинностью их образования. Пегматиты разных глубин образуются различными путями, отличаются структурно-текстурными особенностями, минеральным составом и парагенетическими ассоциациями минералов. Выделено 4 группы, названы они условно по встре­чающейся в них минерализации: хрусталеносными, редкометальными, слюдо­носными, редкоземельными.

I гр. Пегматиты малых глубин (хрусталеносные). Глубина - 1,5-3,5 км. Располагаются среди материнских гранитов (занорышевые, миароловые, ка­мерные), прорывающих слабо метаморфизованные породы.

С ними связаны: пьезокварц, кварц (горный хрусталь, раухтопаз, морион), флюорит оптический и для плавки (плавиковый шпат), ювелирные - топаз, берилл.

II гр. Пегматиты умеренных глубин (редкометальные) залегают среди метаморфических пород кордиерит - амфиболитовой фации регионального метаморфизма или роговообманково-роговиковой контактового метаморфизма. Глубины - 3,5-7 км. С ними связаны Та, Li, Ce, Rb, Be, Nb и Sn, Cs ювелирные - кунцит (сподумен), воробьевит (берилл) и полихромный турмалин.

III гр. Пегматиты больших глубин (слюдоносные) расположены среди метаморфических толщ альмандин - амфиболитовой фации на глубине 7-8 до 10-11 км. - с ними связан промышленный мусковит.

IV гр. Пегматиты весьма больших глубин (керамические) характерны для глубокометаморфизованных толщ древних щитов гранулитовой фации метаморфизма глубиной > 10 - 11 км. Обычно не несут промышленного оруденения и часто почти нацело состоят из графического пегматита (керамические), иногда обогащены ортитом (Се) и монацитом. Редкоземельные. При за­легании в форстеритосодержащих магнезитовых мраморах возникают специ­фические плагиоклазовые пегматиты с корундом (сапфир, рубин) и дравитом (Mg - турмалин). Существуют еще и промежуточные по составу и условиям образования пегматиты, которые несут характерные черты, присущие 2-м смежным группам по глубине.

Выделенные пегматиты залегают среди пород различных фаций регионального метаморфизма, что является поисковым признаком.

В последние годы появились новые данные экспериментальных и мине­ралогических исследований, подтверждающие правильность основных пред­ставлений А.Е. Ферсмана, доказывающие их магматогенное происхождение.

На разных глубинах расплавы могли возникать различными путями: в глубинных условиях — в результате ультраметаморфизма и гранитизации (анатексиса), на умеренных глубинах — как поздние остаточные дифференциаты аллохтонных гранитных магм. На небольших глубинах пегматиты образуются в связи с локальным обогащением участков гранитных массивов летучими компонентами. Пегма­титы разных глубин образуются различными путями, отли­чаются структурно-текстурными особенностями, минеральным составом и парагенетическими ассоциациями минералов.

Сейчас разные исследователи дают термин «пегматит» круп­нозернистым минеральным телам, образовавшимся различными способами, т. е. являющимися гетерогенными (полигенными). Так, в одном регионе могут находиться жилы пегматитов, возникшие из остаточного расплава с автометасоматическими аль­битом, слюдами и кристаллобластические тела, сформировав­шиеся в результате перекристаллизации каких-либо пород. Таие тела рационально называть пегматитоподобными телами. Пегматиты и пегматитоподобные тела, подвергшиеся наложен­ным аллометасоматическим процессам (альбитизации, грейзе-низации и др.), относятся к самостоятельному генетическому типу минеральных образований — метасоматитам.

В последние годы появились новые данные эксперименталь­ных и минералогических исследований, подтверждающие правильность основных представлений А. Е. Ферсмана о пегматитах: термометрия и термолюминесценция кварца, типоморфизм полевых шпатов и кварца из графических зон, доказывающие их магматогенное происхождение, и др.

Парагенезис и типоморфизм минералов. В пегматитах на примере типоморфных ассоциаций. В качестве примеров рассмотрим ассоциации минералов в гранитных пегматитах — шерл-мусковитовую, мусковит- и лепидолит-альбитовые, топаз-кварцевую и в щелочных пегматитах — биотит-цирконовую, эгирин-эвдиалитовую.

5 Лекция Генезис и генетические признаки минералов в карбонатитах

Карбонатитами называют эндогенные минеральные образования, состоящие в основном из карбонатов (кальцита, доломита, анкерита, реже других) и генетически и пространственно связанные со сложными интрузивами ультраосновного — щелочного состава. Термин «карбонатиты» ввел в науку норвежский геолог В. Бреггер в 1921 г. при описании карбонатитового месторождения Фён в Норвегии. В настоящее время во всем мире известно более 200 ультраосновных — щелочных массивов с карбонатитами, в том числе 75 в Африке и 50 — в СССР (Кольский полуостров, Сибирская платформа, Восточные Саяны и др.).

Практическое значение карбонатитов выявилось сравнительно недавно — в пятидесятых годах текущего столетия.

С этого же времени началось интенсивное изучение их геологии и минералогии. Карбонатиты являются новым генетическим и промышленным типом месторождений. С ними связаны прежде всего ниобиевые минералы и апатит, а также минералы железа и титана, тантала, циркония, редких земель и стронция, крупные скопления флогопита и вермикулита, сырья для цементной и строительной промышленности.

Изучение карбонатитов, главным образом геолого-петрографическими методами, сначала велось за рубежом В. Бреггером, X. Эккерманом, затем — В. Смитом, В. Пикорой и др. За последние годы в изучение их большой вклад внесли советские геологи. Особенно следует отметить детальные минералогиче­ские и геохимические исследования коллективов ученых ВИМСа, ИМГРЭ, ВСЕГЕИ, Ленинградского государственного университета и др.

Условия и способы образования минералов при карбонатитовом процессе

Карбонатиты вместе с пространственно и генетически связанными породами ультраосновных — щелочных комплексов формируются длительное время, в ходе магматического, пневматолито-гидротермального и гидротермального этапов минералообразования. По условиям образования карбонатиты сильно отличаются от других генетических типов минеральных образований. Ближе всего они стоят к магматическим месторождениям алмаза в кимберлитах, также связанных с глубинными разломами платформ. Своей многостадийностью, сложностью и характером минерального состава они напоминают скарны.

Будучи глубинными вулканогенно-интрузивными образованиями, карбонатитоносные массивы формировались в большом интервале глубин — от 5 до 10 км до приповерхностных. Это приводило к возникновению специфических условий в ходе карбонатитообразования и изменчивости факторов минералообразования — физико-химических и геологических.

Длительное (десятки и сотни миллионов лет) формирование массивов ультраосновных — щелочных пород, завершавшееся образованием карбонатитов, происходило в широком диапазоне температуры (от 1350° до 200 °С) в ходе постепенного ее снижения.

Установлены следующие этапы формирования магматических пород и стадии карбонатитообразования и соответствующая температурная эволюция [7].

1. Гипербазитовый и щелочно-гипербазитовый этапы — дуниты, пироксениты и их щелочные разности 1350—1100 °С.

2. Ийолит-мельтейгитовый этап — щелочные породы с составом от уртитов до якупирангитов 1100—630 °С.

3. Этап нефелиновых сиенитов 750—620 °С.

4. Первая карбонатитовая стадия — ранние кальцитовые карбонатиты 630—520 °С.

5. Вторая карбонатитовая стадия — кальцитовые карбонатиты 520—400 °С.

6. Третья карбонатитовая стадия — кальцит-доломитовые карбонатиты 400—300 °С.

7. Четвертая карбонатитовая стадия — доломит-анкеритовые карбонатиты 300—200 °С.

Понижение температуры карбонатитового флюида при постоянном валовом его составе было, по мнению Е. А. Чернышевой, главной причиной изменения состава минералов кальцитовых карбонатитов от первой ко второй стадии.

Карбонатиты могут образовываться в значительном диапазоне давлений как в массивах закрытого, так и открытого типов, и в условиях резко изменяющихся давлений с возникновением взрывов и газовых прорывов, о чем свидетельствует широкое развитие эксплозивных брекчий.

Растворы газово-жидких включений в карбонатах из карбонатитов являются концентрированными с повышенным содержанием стронция, калия и натрия, причем включения в кальцитах содержат больше натрия, чем калия, а в доломитах — наоборот. В растворах обнаружены анионы С^1_, НСОз^~, СОз^2~, so₄^2-.

При образовании карбонатитов происходило повышение кислотности минералообразующей среды. Об этом свидетельствует смена слабых кислот более сильными (вынос кремния и замещение силикатов карбонатами) и параллельно замена сильных оснований слабыми (кальцит — доломит — анкерит — сидерит, а также слюды, амфибол, эгирин).

Положение о возрастании кислотности растворов вначале было высказано на основе только качественных наблюдений смены парагенетических ассоциаций и химических составов минералов. Позднее оно было подтверждено, во-первых, сравнительной оценкой кислотноосновной «силы» минералов, на основе расчета условных потенциалов ионизации (Л. К. Пожарицкая); во-вторых, использованием отношений редкоземельных элементов (Nd: La, Се: La и др.) в апатитах и кальцитах в качестве индикаторов изменения режима кислотности — щелочности.

Важным фактором минералообразования является изменение окислительно-восстановительных свойств карбонатитового флюида при его охлаждении. На ранней высокотемпературной стадии процесса летучесть кислорода (fo₂) во флюиде была очень низка (10~¹²— 10^_1в Па при 630 °С) и приблизительно постоянна, т. е. он имел резко восстановительный характер. На второй стадии, с понижением температуры, происходило возрастание окислительных свойств флюида, о чем свидетельствует появление более окисленных форм минералов. Вместе с тем на величину летучести кислорода, от которой в значительной мере зависят свойства флюида и состав образующихся минералов, влияет глубинность, т. е. структурно-тектонические условия формирования карбонатитоносных массивов. В близповерхностных массивах летучесть кислорода была выше, чем в глубинных, что обусловило различия в составе темноцветных минералов и их ассоциаций.

Важнейшие геологические факторы минералообразования — минеральный состав и физико-механические свойства пород, в которых формировались карбонатиты. Например, описанные ниже апатит-магнетитовые карбонатиты связаны с ийолитами, а редкометальные — с пироксенитами.

В настоящее время нет сомнений в эндогенном происхождении карбонатитов, что подтверждается особенностями их минерального состава, структур и текстур, а также изотопным составом углерода, кислорода и магния в минералах. Появление же их в массивах ультраосновных — щелочных пород объясняется по-разному.

О ходе процесса формирования карбонатитов и способах образования минералов существуют две теории — магматическая и гидротермально-метасоматическая. Сторонники первой считают их своеобразными интрузивными породами, основываясь на их существовании в природе карбонатитовых лав, подтвержденном экспериментами; на наличии в карбонатитах ксенолитов окружающих пород; флюидной структурой некоторых карбонатитов и т. д. Метасоматическая теория, поддерживаемая большинством геологов, обосновывается следующими данными: а) наличием в карбонатитах участков не вполне замещенных пород, реликтовых текстур и минералов; б) многостадийностью их формирования; в) присутствием в поздних карбонатитах типично гидротермальных ассоциаций с сульфидами, баритом, флюоритом и др.

Обе теории не исключают друг друга, а дополняют. По мнению В. И. Смирнова, ранние и более глубоко формировавшиеся порции карбонатитового вещества представляли собой расплавы, а более поздние и менее глубинные — эволюционировавшие в результате вскипания газоводные растворы, насыщенные теми же компонентами.

Главными способами образования минералов карбонатитовых тел являются: 1) метасоматический — замещение силикатных пород и минералов предшествующих стадий карбонатитового процесса; 2) кристаллизация минералов в результате выполнения растворами открытых полостей; 3) перекристаллизация более ранних крупнозернистых карбонатитовых минералов в мелкозернистые, более устойчивые в условиях ориентированного давления.

6 Лекция КОНТАКТОВО-МЕТАСОМАТИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ И ИХ МИНЕРАЛЬНЫЕ АССОЦИАЦИИ

Под метасоматозом понимают всякое замещение горной породы с изменением химического состава, при котором растворение старых минералов и отложение новых происходит почти одновременно, так что в течение процесса замещения порода все время сохраняет твердое состояние (Коржинский Д.С.).

Когда такое замещение происходит на контакте интрузии с вмещающими породами, то оно называется контактово-метасоматическим.

Наиболее часто контактово-метасоматические процессы наблюдаются на контакте кислых или щелочных интрузий с вмещающими породами, т.к. в этих интрузиях содержится больше летучих компонентов. Новообразования, возникающие на контакте, являются результатом отделения летучих компонентов при кристаллизации магмы, скопления их в верхней, уже затвердевшей части интрузива и химического взаимодействия их как с затвердевшей материнской породой (эндоконтакт), так и с породами, вмещающими интрузив (экзоконтактовые).

Метасоматические процессы всегда связаны с химическими реакциями, направленными на выравнивание (нейтрализацию) состава метаморфизующих растворов. Но система лишь стремится к физико-химическому равновесию, которое так и не достигается ввиду постоянного изменения во времени химизма поступающих растворов.

Интенсивность метасоматических процессов тем выше чем контрастнее состав раствора и породы и чем выше Т^о растворов и длительнее воздействие.

В зависимости от механизма развития метасоматических замещений эндогенный метасоматоз принято делить на:

1) инфильтрационный (компоненты увлекаются быстро протекающими растворами, концентрация низкая, процессы достигают развития за счет длительности);

2) диффузионный (компоненты диффундируют через неподвижные поровые растворы в сторону падения их концентрации);

3) биметасоматический (в метасоматическом обмене участвуют обе контактирующие породы, например известняк и гранит, причем процесс развивается в результате проникновения компонентов в обе стороны от контакта путем реакционного обмена).

Поскольку для того, чтобы один минерал заместился другим необходимо достижение определенной критической величины химического потенциала одного из подвижных компонентов, метасоматические изменения происходят скачками. Каждый скачок сопровождается образованием зоны со свойственным только ей парагенетическим составом устойчивым в данных условиях. Поэтому контактово-метасоматические образования обычно зональны, особенно при биметасоматозе.

Состав образующихся в результате контактовых процессов парагенетических ассоциаций минералов зависит от химических особенностей внедрившихся и вмещающих пород, состава летучих, Т и Р. Эти признаки лежат в основе деления контактовых процессов на ряд типов, из которых важнейшими являются фенитизация, альбитизация, грейзенизация и скарнообразование.

Дата добавления: 2014-12-10